引言

降水相态判别一直是困扰预报人员的一个难题，也是城市精细化预报服务进一步提高所遇到的瓶颈问题。近年来，针对降雪天气开展了一些研究(许爱华等，2006；漆梁波等，2012；李江波等，2009；Heppner, 1992; Czys et al, 1996; Pruppacher et al, 1997; 李青春等，2011；侯瑞钦等，2011；吴伟等，2011)，其中一部分工作涉及雨雪判定(许爱华等，2006；漆梁波等，2012；李江波等，2009；Heppner, 1992; Czys et al, 1996; Pruppacher et al, 1997)。许爱华等(2006)指出南方降水相态主要取决于925 hPa以下大气温度，降雪时以925 hPa气温≤-2℃可作为固态降水(雪)的预报判据。漆梁波等(2012)通过统计分析得出了中国东部地区冬季降水相态的识别判据，并发现综合考虑温度因子和厚度因子的识别判据表现更好。李江波等(2009)对河北地区冬季降水的研究发现当0℃层高度低于950 hPa、地面气温在0℃上下、1000 hPa温度低于2℃、925 hPa温度低于-2℃时, 降水性质将从雨向雨夹雪或雪转变。Heppner(1992)和Czys等(1992)分别对北美的降水相态判断进行了研究和总结，提出了重点关注850~1000 hPa之间的气层位势厚度与700~850 hPa之间的气层位势厚度。Pruppacher等(1997)对前人的观测资料做了整理后发现，在不同的温度下，云中所含的冰相粒子数有如下的特征：当温度高于-4℃时，云中主要以过冷水状态存在；当温度低于-10℃时，云中的冰相粒子含量为70%以上。

实际上，造成降水相态不同的关键应该在于空中的成雪机制，以及雪花在下落过程中发生的变化。然而，由于受到探测资料时空分辨率的限制，通过研究云中冰相粒子产生的层次及融化机制，并结合空中温度、湿度垂直结构对降水相态开展的研究并不多。

2012年3月17日，北京出现了一次明显的降水过程，北京城区西部和西部山区的降水量达到20 mm。在降水产生的过程中，降水的相态发生了变化。据北京南郊观象台观测，20：15—22：12为降雨，从22：12开始转成雨夹雪，23：50以后变成降雪。北京市气象台对于此次过程的降水量预报基本正确，但是降水相态判别出现失误，没有预报出雨转雪的趋势。根据预报人员的判断，冷空气将在降水结束后影响北京，因此环境温度不会达到降雪的标准。那么，实际情况如何呢？究竟是哪一个层次内的温度改变在降水相态变化的过程中起了关键性的作用？导致温度变化的机制又是什么呢？

本文利用常规地面观测资料、探空、1°×1°NCEP再分析资料、微波辐射仪、风廓线雷达探测资料以及基于雷达探测和中尺度模式的反演资料，试图回答上述科学问题，并且与2009年11月1日发生在相似背景下的一次雨转雪过程进行了对比。期望本文的分析结果对于预报人员认知降水相态改变的过程及机制有所帮助，并在此基础上提高过渡季节雨雪判别的能力。

1 降水产生的大尺度环境

降水天气产生在500 hPa高度场呈两槽一脊的环流背景下(图 1)。乌拉尔山地区是一个高压脊，我国东北到俄罗斯东部有一个深厚的低涡，冷空气沿脊前西北气流南下。降水即将开始时(17日20时)，高空槽临近北京。温度场分布表明，在槽附近分布着冷空气。18日08时高空槽过境，北京上空转成西北气流。对流层低层(850和925 hPa)，17日20时横槽压在北京上空，横槽的北面是北风，南面则为偏南风，而且横槽北面等温线密集。降水结束后，横槽过境，温度锋区南压。因此，降水的发生与高空槽活动有关，而且在高空槽过境的过程中有冷空气侵入北京。

此外，图 1c和1e表明，17日20时在对流层低层，有高空槽影响我国东北地区，槽后的北风从45°N一直南下到渤海。从该区域温度分布可知，槽后风向与等温线基本垂直，它的作用是将冷空气输送到渤海，而后形成“东高”形势。因此，高空槽不是导致降水的唯一影响系统。

从17日14时到18日02时地面气压场演变可以看到(图 2)，地面倒槽也在降水产生的过程中起了一定的作用。14时，倒槽从我国云南向北一直伸到中纬度地区，北京处在倒槽的顶部。在倒槽的北部，是与冷空气相对应的高压。冷空气从冷高压中分裂出来沿倒槽两侧向南侵入，其中倒槽西侧的冷空气较强，东侧的一股就是前面提到的从我国东北地区南下到渤海的冷空气，它相对较弱，并经渤海湾回流到华北平原东部形成偏东风，这是北京降水的典型形势之一。此后，倒槽东侧冷空气势力逐渐加强，在北京的东面渤海湾附近，850 hPa以下出现了-6℃的冷空气堆，边界层内偏东风层次增厚、风速加大(图 3)。23时，东西两侧的冷空气势均力敌，形成了锢囚并稳定少动(图 2c)。到18日02时，冷高压南压、倒槽减弱，这应该是高空槽过境、冷空气侵入的结果。尽管如此，北京仍然在弱倒槽的辐合区中，地面维持偏东风，所以在高空槽过境后，降水仍然持续了一段时间。18日05时，倒槽向西移动，北京进入其东侧的高压中(图略)，降水趋于结束。

综上所述，降水是高空槽和回流共同作用的结果。冷空气从高压中分裂南下在渤海堆积是回流形成的机制。

2 导致降水相态转变的机制分析

降水相态的决定因素比较复杂，涉及到云物理、环境大气温度等。在云内的温湿度符合冰雪形成和增长条件的前提下，地面到抬升凝结高度之间的温度就是决定降水相态的重要因子。当该层内的温度较高时，冰雪在降落过程中将融化形成降雨；反之，则可能观测到雨夹雪或雪。另外，冰雪下落的行程长短也是一个需要考虑的因素。本节将从环境大气温度演变的角度分析此次降水相态改变的机制问题，不讨论复杂的云物理过程。

2.1 对流层中下层温度的演变

根据17日20时北京探空计算得到的抬升凝结高度为960 hPa(约0.43 km)(图 4a)，雷达探测到降水云的顶高为5 km左右(约520 hPa)，也就是说960~520 hPa之间为云层。从图 4的温度廓线可知, 雪花增长区在680 hPa以上，混合区位于770~680 hPa之间，冰雪层厚度250 hPa，约占云层的1/2，低于-10℃的区域占36%。其下边界距地面280 hPa左右，固态凝结物下落的路径较长。云层的下半部则是由液态水组成，而且由于850 hPa附近以及抬升凝结高度以下的温度超过0℃，当来自高空的冰雪下落通过这些层次时也会融化。所以，冰雪层较薄、距地面较高和冰雪层下面温度高等决定了最初阶段降水呈液态。

17日20时以后对流层中下层温度下降(图 4a~4c)，比较而言700 hPa以下降温幅度较500 hPa更大，而且越到低层降温越明显。利用18日02时的温湿廓线计算得到的抬升凝结高度仍然在960 hPa附近，雷达探测到的云顶为4 km(约600 hPa)。但是由于对流层中下层的温度下降，致使-4℃层从770 hPa降低到920 hPa，距离地面约80 hPa，而且-10℃层的高度也降低到了740 hPa。此时，冰雪层占云层厚度的89%，温度低于-10℃的区域占39%。也就是说，上述降温带来两个结果：一是云中冰雪层增厚；二是冰雪层距地面的高度降低，云中冰雪物下落到地面的行程缩短。此外，从温度廓线还可以看到，0℃层高度已经低于抬升凝结高度。上述温度的变化大大地降低了冰雪在下落过程中融化的可能性。所以，对流层下层温度下降是导致降水相态改变的原因之一。

为了更详细地了解降水3个阶段降水物离开云底后进入到了一个什么样的环境中，利用微波辐射仪资料绘制了21:30以后0.5 km以下(抬升凝结高度以下)层内逐分钟的温度时序图(图 4d)。在降雨阶段，0℃层在云内，云底以下的温度为2~5℃，因此即使来自高层的冰雪物能够下落到云底以下，由于环境温度高，也会导致其融化。当降水转变成雨夹雪时，0℃层高度下降到接近云底的高度，并且逐渐降低到云底以下。此时，地面到抬升凝结高度之间的温度为0~3℃，较降雨阶段低。进入到降雪阶段以后，0℃层高度迅速下降，并且较长时间地维持在0.25 km高度附近，近地面层的温度为1~2℃。对比降水3个不同阶段温度廓线可知(图 5)，降水相态对云底附近的温度比较敏感。而且，0℃层高度与抬升凝结高度之间的关系以及0℃层的高度与降水相态之间有着密切的关系。

2.2 对流层中下层温度降低的机制讨论

降水相态的改变决定于低层的温度，那么是什么机制导致在降水产生的过程中低层温度降低呢？本文借助温度平流来进行机制分析。

2.2.1 标准等压面上的温度平流

温度平流是影响温度局地变化的重要因素。计算17日08时至18日02时850和925 hPa等标准等压面上的水平温度平流(图 6)。17日08时，北京上空对流层低层受暖平流控制。20时，随着横槽北侧偏北风南下，冷平流也南压到40°N附近，北京处在温度平流0线附近。18日02时，两个层次均进入冷平流区，北京附近的平流值达到-30~-20℃·s^-1。因此，冷空气活动是导致低层降温的原因。

2.2.2 降水相态转变两个阶段的冷空气活动

上述基于探空和NCEP再分析资料的分析结果初步揭示了此次降水过程降雨和降雪两个阶段导致降水相态不同的机制，但是由于受到时空分辨率的限制，还不能完全解释从图 4d看到的一些现象。为了对此次降水过程作进一步的精细化分析，本文采用了基于雷达探测和快速循环中尺度模式BJ-RUC的反演资料(VDRAS)。该资料水平分辨率3 km，垂直分辨率375 m，时间分辨率12 min。陈明轩等(2011)对2008年的反演结果做了一些检验，指出它可以较好地反映对流层低层大气的温湿特征和风场。

此前，VDRAS主要被用于分析暖季的降水过程。如前所述，造成此次雨雪天气的云顶高度达到5 km，反射率因子超过30 dBz。降水量的分布具有不均匀性，最大降水量达到20 mm。因此，无论是回波顶高、回波强度、降水的分布特征均与暖季的一些对流性中雨过程类似，与冬季常见的层状云降雪有明显差别。这些特征决定了雷达探测的径向风与实际比较接近，基于雷达探测的反演结果具有可用性，可以被用于讨论此次降水过程。

为了保证分析结果的可靠性，对本文使用的资料进行了检验。考虑模式的海绵层等问题，本文仅使用3.5 km以下的反演结果。其中，温度的平均误差-1.6℃，均方根误差为2.02℃。对比反演的17日20时至18日03时水平风和风廓线雷达探测的结果可以看到(图 7)，边界层内由偏东风转成东北风、较高的层次内西南风转成西北风与实测基本一致。下面将降水过程分成降雨转成雨夹雪和雨夹雪转成降雪两个阶段进行讨论。

(1) 雨转成雨夹雪阶段

在反演资料中，最临近降雨转成雨夹雪是22:18的结果。基于这套资料得到的水平温度平流纬向剖面表明(图 8a)，北京上空1 km以下为冷平流，-1.2×10^-4℃·s^-1的中心出现在0.6 km以下。而且，北京东面的温度平流也是负值，而西面则是暖平流区。经向剖面上温度平流的垂直分布与纬向类似(图 8b)，北京的北面是暖平流。上述结果说明此阶段的降温不是由北方冷空气直接南下造成的。

从北京上空水平风的分布可知(图 8c)，在上述冷平流层内盛行偏东风。如前所述，此处的偏东风是一支“回流”气流。因此，“回流”东风将冷空气带到华北平原造成对流层底层气温下降是导致降雨转变成雨夹雪的机制之一。

此外，从温度平流的垂直项演变可以看到(图 8d)，在降水相态转换的过程中1 km以下温度平流也是负值，而且在21:45—22:30期间，0.9 km以下有一个-2×10^-4℃·s^-1的高值中心，22:30以后减弱。说明“回流”东风对温度的垂直输送存在波动，雨转雨夹雪发生在它对冷空气垂直输送较强的阶段。

(2) 雨夹雪转成降雪阶段

临近降水相态转变的反演结果为23:54的资料。温度平流的经向和纬向剖面表明(图 9a~9b)，近地面层的温度平流较上一个阶段明显减弱。0.6 km以下仅为-0.4×10^-4℃·s^-1, 说明“回流”东风水平输送冷空气的作用减弱。

那么，雨夹雪转成降雪阶段温度下降是由什么机制造成的呢？通过与雨转雨夹雪阶段的剖面对比发现，此时1 km以上也是冷平流区，而且平流值高于近地面层。此外，北京的西面和北面也由之前的暖平流区转为冷平流区。此外，两个阶段的高空风也存在较明显差异(图 8c和9c)：雨夹雪阶段1.5 km以下为“回流”东风，以上是槽前西南气流。而在转变成降雪的过程中，“回流”东风仅存在于0.6 km以下，从0.9 km开始转成东北风，边界层以上则是北风或西北风。从前面的分析得知，高空风的这种改变是由槽过境引起的。因此，1 km以上的冷平流区是北方冷空气从北京的北面和西面侵入的表现，也就是3.2.1小节提到的冷空气活动。温度平流的垂直项表明(图 9d)，在23:40—00:30期间，北京上空的值再次达到-2~-1×10^-4℃·s^-1, 零线的最大高度达到1.8 km左右。因此，系统性冷空气侵入到对流层下层是导致降水从雨夹雪转变成降雪的主要机制。

综上所述，3月17日的降水过程经历了两次相态转变，首先是降雨转成雨夹雪，然后是雨夹雪转成降雪。导致降水相态转化的原因是对流层中下层特别是边界层内温度下降，而两个阶段造成温度降低的机制不同。雨转雨夹雪是“回流”东风将冷空气送到华北的结果，而雨夹雪转成降雪则源于系统性冷空气侵入到边界层。因此，在研究北京地区降水相态的转变时关注边界层过程是必要的。

2.3 两次雨转雪过程对比

2009年10月31日至11月1日的过程与本文分析的个例类似，降水相态也先后经历了3个阶段：22:45—23:47降雨，23:47—03:10雨夹雪，03:10—15:10降雪。对比10月31日20时和11月1日08时的温湿廓线可以看到(图 10a~10b)，在降雪阶段，冰雪层下边界从800 hPa下降到920 hPa，而且边界层内温度降低了4~9℃，对流层底层降温的幅度最大。根据探空计算得到10月31日20时、11月1日02时和08时的抬升凝结高度分别为880 hPa (约1.1 km)、920 hPa (约0.77 km)和990 hPa (约0.2 km)。利用微波辐射仪资料绘制了逐分钟的温度演变图(图 10c，其中0:30—2:30可能受到降水的污染，资料有疑问)，可以看到在降水相态转变的过程中，边界层内的温度降低明显，而且0℃层的高度也迅速降低。如果假设抬升凝结高度在10月31日20时到11月1日08时期间呈线性变化(图 10c中的虚线)，可以看到在降雨阶段0℃层在云内；当转变成雨夹雪时，下降到云底附近；进入降雪阶段以后，0℃层位于云底以下，并稳定维持在近地面层。上述特征与2012年3月17日的降水过程相似。

降水过程中水平风的演变有两个特点(图 11)：首先，边界层内的东风增厚；其次，1600 m以上在11月1日3:00—3:30之间有高空槽过境。因此，温度下降是高空冷空气侵入和“回流”东风向北京输送冷空气共同作用的结果。

尽管两次过程的相同之处在于温度变化都与高空系统过境冷空气侵入以及“回流”东风有关，但是仍然有一些差异。2009年10月31日的过程高低空的降温机制不同，边界层内的降温是“回流”东风不断加强的结果，而2012年3月17日的过程后期东风减弱，边界层内的降温源于高空槽过境后冷空气侵入。对比分析表明，造成降水相态转变的边界层过程具有多样性和复杂性。

3 结论和讨论

利用常规探测资料、风廓线雷达和微波辐射仪等高时空分辨率的实况资料以及基于雷达探测的反演资料分析了一次降雨转雨夹雪再转成降雪的相态变化过程，讨论了导致相态变化的机制，得到如下结论：

(1) 在降水相态发生改变的过程中，对流层中下层特别是边界层内的温度明显下降，从而导致云内的冰雪层增厚，液态水层变薄；冰雪层下边界距地面的高度下降；云底到地面之间的环境温度降低。由于云内冰雪增加而且在其下落的过程中不易溶化，因此使得降雪的可能性增大。

(2) 0℃层的高度及其与抬升凝结高度的关系可能与降水相态有着密切的关系。分析表明，在降雨阶段，0℃层在云内，高于抬升凝结高度；当0℃层下降到云底附近时，降水开始转变成雨夹雪；在降雪阶段，0℃层维持在云底并且距离地面较近。

(3) 冷空气活动是导致对流层中下层气温下降的机制。在本文分析的个例中，降雨转变成雨夹雪是由于边界层内的“回流”东风将冷空气输送到北京，而雨夹雪转变成降雪则源于系统性冷空气侵入。而在2009年10月31日的降水过程中，相态转变发生在边界层内“回流”东风增强、层次变厚的过程中。说明导致雨转雪的机制具有多样性。

缺乏高分辨率的资料一直影响着对于降水相态转变过程的描述和机制的研究，本文利用北京现有的资料做了一些初步的、尝试性的工作。分析结果表明，边界层过程在降水相态转变中起着重要的作用。因此，在日常预报业务中，建议预报人员除了使用850 hPa或更高层次的温度判据外，还应进一步关注边界层内的温度特别是地面到抬升凝结高度之间的温度、0℃层高度的变化、冰雪层厚度、冰雪层底距地面的高度等。

考虑到2012年3月17日的雨转雪过程主要是天气尺度冷空气作用的结果，因此在机制讨论中，仅分析了温度输送的作用，没有涉及降水相态转变过程中的潜热以及空气垂直运动的非绝热加热或冷却等问题。而且，从文中3个降水阶段地面温度的对比可以看到，从降雨转变到雨夹雪阶段，地面温度下降的幅度很大，而从雨夹雪到降雪则降温明显减小。其原因是什么？本文对此也没有进行分析和讨论。地面温度的降低是雨转雪的结果还是原因，需要通过综合分析地表面降水物相态改变的潜热、温度输送及非绝热变温等来进行评估。此项工作要待反演或融合资料能够较真实地描述大气在近地面层的活动后才能进行。